Петрология, 2021, T. 29, № 3, стр. 256-291

Западная область (UHP метаморфические образования)

Участок Барчи-Коль. UHP породы на этом участке занимают площадь ~5 × 10 км², с северо-запада, запада и юга они тектонически перекрываются кварцито-сланцами кокчетавской серии, а на юге прорываются щелочно-ультраосновным красномайским комплексом, для пород которого получена Sm-Nd оценка возраста 464 ± 30 млн лет (Добрецов и др., 1998; Masago, 2000; Летников и др., 2004; Stepanov et al., 2016) (рис. 2). Среди метаморфических образований участка Барчи-Коль в зависимости от минерального состава выделяются породы различных ступеней метаморфизма. Породы наиболее высоких ступеней представлены амфиболитизированными эклогитами, гранатовыми пироксенитами, ультравысокобарическими карбонатно-силикатными породами, слюдяными сланцами и разнообразными гнейсами (Masago, 2000). Минералы в этих породах часто содержат включения микроалмаза и коэсита или псевдоморфозы кварца по коэситу (включения коэсита в цирконе из эклогитов, коэсита и микроалмаза в цирконе и реже гранате из клиноцоизитовых гнейсов, микроалмаза в цирконе из гранат-биотитовых гнейсов и карбонатно-силикатных пород, коэсита в цирконе из кианит-гранат-слюдяных сланцев), что указывает на их формирование в условиях ультравысокобарического метаморфизма (Корсаков и др., 1998; Korsakov et al., 2002; Hermann et al., 2001; Stepanov et al., 2016). Породы умеренных давлений представлены здесь эпидотовыми амфиболитами с небольшим количеством граната, гранатовыми амфиболитами с цоизитом и гранатовыми амфиболитами с реликтами Na-авгита (Masago, 2000).

Образование эклогитов на пике метаморфизма соответствует параметрам: P = 27–40 кбар и T = 700–950°C, а эпидотовых и гранатовых амфиболитов – 8.6 кбар, 500°C; 12 кбар, 700°C; 12–14 кбар, 700–815°C (Корсаков и др., 1998; Masago, 2000). Полученные оценки пика ультравысокобарического метаморфизма для находящихся в ассоциации с эклогитами гнейсов и сланцев, а также карбонатно-силикатных пород участка Барчи-Коль соответствуют P > 40 кбар при T, равной 950–1000°C (алмазсодержащие разности) и P = = 29 кбар при T = 800–900°C (коэситсодержащие разности). Регрессивные изменения пород, связанные с эксгумацией UHP комплексов на нижне-среднекоровые уровни, характеризуются Р-Т параметрами: 10–12 кбар и 650–800°C, отвечающими нескольким этапам преобразований в условиях гранулитовой и амфиболитовой фаций (Hermann et al., 2001; Korsakov et al., 2002; Stepanov et al., 2016).

Геохронологические исследования цирконов из алмазсодержащих гранат-биотитовых гнейсов и карбонатно-силикатных пород позволили получить среднюю ²⁰⁶Pb/²³⁸U оценку возраста 528 ± 3 млн лет, соответствующую времени начального этапа декомпрессии после UHP метаморфизма, сопровождавшейся, вероятно, дегидратационным плавлением пород (Hermann et al., 2001). Близкие оценки возраста для проградной, пиковой и ретроградной стадий метаморфизма были получены для цирконов и монацитов из алмаз- и коэситсодержащих кианит-гранат-слюдяных сланцев и гранат-биотитовых гнейсов, отвечающих интервалам 528–521, 528–522 и 503–532 млн лет соответственно (Stepanov et al., 2016). Для одного из ядер циркона из сланцев была получена неоархейская ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb оценка возраста 2867 ± 72 млн лет, что свидетельствует об участии раннедокембрийских комплексов в формировании протолитов для UHP пород участка Барчи-Коль (Stepanov et al., 2016). Особенности химического состава пород позволяют предполагать их частичное плавление при T ~ 1000°C на начальных этапах эксгумации (Stepanov et al., 2014).

Участок Кумды-Коль (рис. 2) расположен восточнее участка Барчи-Коль, здесь широко распространены ультравысокобарические алмаз- и коэситсодержащие породы, к которым приурочено месторождение метаморфогенных алмазов (Лаврова и др., 1999). На юго-западе ультравысокобарические породы, как и на участке Барчи-Коль, тектонически перекрыты кварцитами кокчетавской серии. Комплексы участка Кумды-Коль являются наиболее известными и хорошо изученными образованиями Кокчетавского массива. В многочисленных публикациях рассматриваются обстановки и условия формирования пород, источники и составы их протолитов, а также механизмы вовлечения коровых комплексов в субдукционные процессы, которые сопровождались погружением пород на глубины ~120 км и более и образованием алмазов (Летников и др., 1983; Sobolev, Shatsky, 1990; Schertl, Sobolev, 2013). UHP метаморфические образования в основном представлены здесь различными метаосадочными гнейсами, сланцами с телами эклогитов и карбонатно-силикатными породами (Shatsky et al., 1995; Schertl, Sobolev, 2013). Среди метапелитов выделяются гранат-биотитовые, гранат-хлоритовые и гранат-цоизитовые разности c заметным содержанием турмалина (~5 об. % породы), мусковита и реликтами фенгита, кианита, амфибола. Гранаты и цирконы из этих пород содержат микровключения алмаза, клинопироксена, также отмечается наличие коэсита или псевдоморфоз кварца по коэситу (Соболев и др., 1991; Zhang et al., 1997; Katayama et al., 2000). В некоторых случаях гнейсы мигматизированы, содержат тела и жилы гранитоидов, что указывает на частичное плавление UHP пород (Shatsky et al., 1999; Ragozin et al., 2009). Эклогиты, формирующие блоки и тектонические линзы среди в различной степени измененных и милонитизированных гнейсов и сланцев, характеризуются типичной ассоциацией граната, альбит-авгитовых симплектитов с высоким содержанием K₂O в клинопироксене до 1 мас. %, образованных за счет омфацита, а также рутила, кварца и в редких случаях кианита с цоизитом. При этом зерна граната содержат включения палисадного кварца, которые интерпретируются как псевдоморфозы по коэситу (Shatsky et al., 1995; Zhang et al., 1997). Гранаты и цирконы из карбонатно-силикатных пород, состоящих из граната, калиевого полевого шпата (КПШ), кальцита и клинопироксена, содержат микровключения алмаза (Zhang et al., 1997). Среди карбонатно-силикатных пород выделяются как алмазсодержащие разности (доломитовые мраморы с диопсидом, гранатом и флогопитом), так и разности без включений алмаза (доломитовые мраморы с форстеритом, диопсидом и Ti-клиногумитом) (Shatsky et al., 1995; Ogasawara, 2000; Katayama et al., 2000). Отличительной особенностью участка Кумды-Коль является присутствие гранат-клинопироксен-кварцевых (~40 об. % кварца) и турмалин-КПШ-кварцевых пород с включениями микроалмаза в гранате и турмалине соответственно (Zhang et al., 1997; Shimizu, Ogasawara, 2013; Musiyachenko et al., 2019). Гранатовые перидотиты с Ti-клиногумитом также характерны исключительно для участка Кумды-Коль (Zhang et al., 1997; Ревердатто, Селятицкий, 2005).

Ультравысокобарические образования участка Кумды-Коль на пике метаморфизма были сформированы в условиях эклогитовой фации, однако информация о проградной ветви Р-Т эволюции протолитов пород почти отсутствует вследствие многоэтапности их метаморфических преобразований. Р-Т эволюция эклогитов включала этапы прогрессивного метаморфизма, которые реконструируются исходя из состава минеральных включений в зернах граната и соответствуют условиям эпидот-амфиболитовой фации (Zhang et al., 1997). Параметры UHP метаморфизма для алмазсодержащих гранат-биотитовых гнейсов и метапелитов, а также доломитовых мраморов на пиковой стадии отвечают параметрам: P > 40–60 кбар и T = 800–1000°C (Shatsky et al., 1995; Zhang et al., 1997; Ogasawara, 2000; Katayama et al., 2001). Для коэситсодержащих эклогитов были получены оценки температуры и давления 780°C и 30 кбар. В то же время в работе (Shatsky et al., 1995) параметры формирования пиковых ассоциаций эклогитов, гранат-кальцит-клинопироксеновых и гранат-клинопироксен-кварцевых пород участка Кумды-Коль значительно выше и соответствуют P > 40 кбар, T = = 920–1050°C. Близкие значения температуры на пике метаморфизма, превышающие 900°C, получены для эклогитов и в работе (Skuzovatov et al., 2021). Гранатовые перидотиты с Ti-клиногумитом на пике метаморфизма формировались при Т > 740°C и P > 30 кбар (Zhang et al., 1997). Однако в работе (Reverdatto et al., 2008) предполагается, что ультрамафиты подвергались ультравысокобарическому метаморфизму в условиях, сходных с оцененными для вмещающих алмазсодержащих гнейсов. Давление в эклогитах и гранатовых перидотитах на пике метаморфизма с учетом содержания K₂O в клинопироксене может достигать 60 кбар при Т ~ 950°C (Okamoto et al., 2000). Регрессивные изменения UHP метаморфических образований участка Кумды-Коль главным образом связаны с декомпрессией при эксгумации пород на более высокие гипсометрические уровни. Для карбонатно-силикатных пород Р-Т параметры ретроградного метаморфизма соответствуют: 25 кбар, 800°C; <15 кбар, 790°C (Zhang et al., 1997; Oga-sawara, 2000). Алмазсодержащие гнейсы и сланцы, а также эклогиты подверглись регрессивному метаморфизму в условиях гранулитовой (740–790°C, ~10 кбар), амфиболитовой (650–715°C, ~10 кбар) и зеленосланцевой (350–420°C) фаций (Zhang et al., 1997; Katayama et al., 2001).

Одни из наиболее ранних оценок возраста пика ультравысокобарического метаморфизма пород участка Кумды-Коль приведены в работах (Jagoutz et al., 1989; Claoue-Long et al., 1991; Шацкий и др., 1993). Sm-Nd минеральные изохроны по гранату и клинопироксену для эклогитов отвечают возрастам 533 ± 20 и 528 ± 7 млн лет, а модельный возраст протолитов пород составляет 870 млн лет (Шацкий и др., 1993, 2018). ²⁰⁶Pb/²³⁸U оценка 530 ± 7 млн лет, соответствующая возрасту кристаллизации циркона из алмазсодержащих гранат-биотитовых гнейсов на пике метаморфизма, сопоставима со значениями, полученными для эклогитов (Claoue-Long et al., 1991). Метаморфические цирконы нередко содержат более древние ядра, соответствующие возрастным интервалам ~560–627, 694–767, 906–1003 и 1952–1981 млн лет (Claoue-Long et al., 1991), что может указывать на осадочное происхождение протолита для алмазсодержащих гранат-биотитовых гнейсов. Дальнейшие геохронологические исследования позволили получить более точную Sm-Nd минеральную изохрону по гранату и клинопироксену для эклогитов, соответствующую возрасту 535 ± 3 млн лет, и оценить время пребывания метаморфических алмазсодержащих пород в ультравысокобарических условиях в интервале 537–524 млн лет (Shatsky et al., 1999). Из эклогитов участка Кумды-Коль были впервые выделены цирконы, возрасты которых соответствуют широкому диапазону 533–459 млн лет и характеризуют время проявления пикового этапа метаморфизма в условиях эклогитовой фации, а также последующих регрессивных стадий в условиях более низких ступеней (Skuzovatov et al., 2021). Конкордантная оценка возраста 508 ± 4 млн лет, полученная для наиболее многочисленной популяции цирконов из эклогитов, отвечает времени эксгумации ультравысокобарических образований на нижнекоровые уровни в условиях гранулитовой–амфиболитовой фаций, в то время как полученные Hf-модельные возрасты цирконов соответствуют 1.02–0.79 млрд лет (Skuzovatov et al., 2021). Модельные возрасты по Nd протолитов алмазсодержащих гнейсов и сланцев составляют 2.3–2.2 млрд лет (Shatsky et al., 1999) и сопоставимы с модельными возрастами мезопротерозойских ортогнейсов и гнейсогранитов, также входящих в состав зерендинской серии Кокчетавского массива (Glorie et al., 2015). Значения ⁴⁰Ar-³⁹Ar возрастов плато для мусковита и биотита регрессивных стадий из алмазсодержащих гнейсов участка Кумды-Коль составляют 517 ± 5 и 515 ± 3 млн лет соответственно и интерпретируются как время выведения ультравысокобарических пород на среднекоровые уровни. Эксгумация метаморфических пород, по-видимому, последовала почти сразу после субдукции их протолитов на глубины ~140 км в интервале 537–517 млн лет (Shatsky et al., 1999). Оценки ⁴⁰Ar-³⁹Ar возрастов плато также представлены в работе (Hacker et al.; 2003): для слюд из алмазсодержащих гнейсов они составляют ~529 млн лет (время завершения эксгумации UHP пород) и ~509 млн лет (время проявления наложенного метаморфизма в условиях амфиболитовой и зеленосланцевой фаций). Морфологические особенности цирконов из алмазсодержащих гранат-слюдяных гнейсов с реликтами кианита свидетельствуют о полистадийной метаморфической эволюции пород (Katayama et al., 2001). В большинстве случаев метаморфические цирконы характеризуются наличием ядра с включениями микроалмаза, коэсита, омфацита и кианита, а также кайм с включениями минералов более низких ступеней (хлорита, плагиоклаза и кварца) (Dobrzhinetskaya, 2012). Подобное распределение минеральных включений предполагает формирование ядер циркона в UHP условиях. Рост кайм, сопровождавшийся захватом минеральных включений, поля стабильности которых отвечают значительно более низким Р-Т параметрам, по-видимому, происходил в процессе эксгумации пород на среднекоровые уровни. Полученные ²⁰⁶Pb/²³⁸U оценки возраста ядерных частей цирконов и кайм (внутренние и внешние зоны) отвечают 537 ± 9, 507 ± 8 и 456–461 млн лет соответственно. В редких случаях цирконы содержат более древние ядра, возрастной интервал которых 1.3–1.4 млрд лет (Katayama et al., 2001). Среди алмазсодержащих гнейсов участка Кумды-Коль присутствуют тела и жилы гранитоидов, формирование которых связывается с частичным плавлением UHP пород на начальных стадиях эксгумации (Shatsky et al., 1999; Ragozin et al., 2009). Средняя ²⁰⁶Pb/²³⁸U оценка возраста 526 ± 2 млн лет, полученная для цирконов из этих гранитоидов, соответствует стадии мигматизации алмазсодержащих гнейсов, маркирующей начальные этапы декомпрессии при выведении UHP пород на среднекоровые уровни. Для одного из ядер циркона получена оценка возраста 1.1 млрд лет (Ragozin et al., 2009). Для этих гранитоидов получена другая оценка возраста – 512 ± 5 млн лет (Борисова и др., 1995), которая может отражать еще один этап мигматизации. Для цирконов из гранатовых перидотитов с Ti-клиногумитом получена средняя ²⁰⁶Pb/²³⁸U оценка возраста 528 млн лет, отвечающая времени проявления ультравысокобарического метаморфизма (Katayama et al., 2003). Образование циркона в ультрамафитах связано, вероятно, с метасоматическим воздействием обогащенного высокозарядными элементами флюида с мантийными комплексами в условиях, соответствующих параметрам эклогитовой фации (Katayama et al., 2003). Проведенные геохронологические исследования турмалин-КПШ-кварцевых пород с включениями микроалмаза, отобранных в районах месторождения Кумды-Коль, позволили получить значение ⁴⁰Ar-³⁹Ar возраста плато для турмалина ~492 млн лет (Корсаков и др., 2009). Эта оценка возраста, вероятно, отражает время проявления деформаций на поздних стадиях, завершающих выведение ультравысокобарических пород на средне-верхнекоровые уровни.

Восточная область (UHP-HP метаморфические образования и породы умеренных давлений)

В строении этой области, расположенной к востоку от Чаглинского разлома, принимают участие породы зерендинской серии, метаморфизованные в условиях амфиболитовой фации, породы умеренных давлений и UHP-HP метаморфические образования, а также низкобарические сланцы даулетской свиты. Породы, преобразованные в различных условиях метаморфизма, в современной структуре слагают отдельные пластины, структурное положение которых является предметом дискуссий.

Одна группа исследователей считает, что наиболее низкое структурное положение занимают породы зерендинской серии, метаморфизованные в условиях амфиболитовой фации, перекрытые пластинами, сложенными породами умеренных давлений и UHP-HP породами. Наиболее высокое положение занимают сланцы даулетской свиты, которые без структурного несогласия перекрываются кварцито-сланцевыми толщами кокчетавской серии (Добрецов и др., 1998; Theunissen et al., 2000). Другая группа ученых предполагает, что породы даулетской свиты тектонически подстилают высокобарические комплексы, а ее метаморфизм связан с контактовым воздействием UHP и HP образований при их выведении на средне-верхнекоровые уровни. Структурно выше даулетской свиты располагаются пластины высоко- и ультравысокобарических пород, а также пород умеренных ступеней, метаморфизованных в условиях амфиболитовой фации (Terabayashi et al., 2002; Kaneko et al., 2000; Буслов и др., 2010; Theunissen et al., 2002).

Участки Кулет и Солдат-Коль расположены восточнее Чаглинского разлома (рис. 2), где широко распространены гранат-слюдяные сланцы и парагнейсы, фенгитовые эклогиты, амфибол-гранат-цоизитовые породы и тальк-гранат-кианит-фенгитовые сланцы с коэситом или псевдоморфозами кварца по коэситу в виде включений в гранате и кианите (Шацкий и др., 1993, 1998; Ota et al., 2000; Parkinson et al., 2000; Masago et al., 2009; Zhang et al., 2012). Реже встречаются ортогнейсы и амфиболиты, сформированные в условиях умеренных ступеней метаморфизма. Следует отметить, что коэситсодержащие тальковые сланцы характерны только для участков Кулет и Солдат-Коль. Регрессивно измененные эклогиты формируют блоки и линзовидные тела размером до 600 м среди гранатовых метапелитов, при этом эклогиты не содержат включений коэсита. В южной части участков UHP породы имеют тектонические взаимоотношения с андалузит-кордиеритовыми и силлиманит-кордиеритовыми сланцами даулетской свиты (Dobretsov et al., 1995; Добрецов и др., 1998; Parkinson et al., 2000).

Коэситсодержащие гранат-слюдяные (±кианит) и тальк-гранат-кианит-фенгитовые сланцы на пике метаморфизма были сформированы в условиях эклогитовой фации при предполагаемых параметрах Р = 34–36 кбар и Т = 720–760°C (Шацкий и др., 1998; Parkinson et al., 2000; Masago et al., 2009). В работе (Zhang et al., 1997) пиковые оценки давления формирования коэситсодержащих тальк-гранатовых сланцев соответствуют интервалу 28–35 кбар при сходных значениях температуры. Исходя из зональности зерен граната и особенностей распределения в них включений, для этих пород были также получены Р-Т параметры образования минеральных ассоциаций на прогрессивной стадии метаморфизма, отвечающие 380–580°C при <10 кбар (Parkinson et al., 2000) и 450–620°C при 8–15 кбар (Zhang et al., 1997). Процессы декомпрессии, связанные с эксгумацией UHP пород, на начальных этапах привели к переходу коэсита в кварц при Р < 26 кбар и последующему формированию более низкотемпературных и низкобарических ассоциаций биотита, мусковита и хлорита в условиях амфиболитовой фации при Р ~ 8 кбар и T = 600°C (Parkinson et al., 2000). Среди эклогитов участка Кулет выделяются разности с коронитовой и гранобластовой структурами. Последняя содержит ассоциации, соответствующие пику ультравысокобарического метаморфизма (гранат, омфацит, кварц, рутил ± фенгит), в то время как условия образования коронитовых эклогитов отвечают переходу от амфиболитовой к эклогитовой фации на прогрессивных этапах эволюции пород при Т < 500°C, Р < 12 кбар и далее при Т = 500–550°C, Р = 19–24.5 кбар (Zhang et al., 2012). На пике метаморфизма эклогиты с гранобластовой структурой и амфибол-гранат-цоизитовые породы, по-видимому, были сформированы в поле стабильности коэсита, как и вмещающие их метапелиты, при оцененных параметрах: 27–35 кбар, 560–720°C, а на регрессивных этапах подверглись преобразованиям в условиях более низких ступеней метаморфизма на фоне эксгумации пород, вплоть до образования гранатовых амфиболитов при 7–13 кбар, 540–720°C (Ota et al., 2000; Zhang et al., 2012).

Sm-Nd изохрона для амфибол-гранат-цоизитовой породы участка Кулет соответствует возрасту 522 ± 5 млн лет, который характеризует время проявления ультравысокобарического метаморфизма (Шацкий и др., 1993). Полученные оценки ⁴⁰Ar-³⁹Ar возрастов плато из гранат-слюдяных сланцев соответствуют ~499 млн лет (мусковит) и ~505 млн лет (биотит) и отвечают регрессивному этапу метаморфизма пород в условиях амфиболитовой и зеленосланцевой фаций (Hacker et al., 2003). Другими авторами (Theunissen et al., 2002) получены ⁴⁰Ar-³⁹Ar оценки возраста для слюд из сходных пород, которые соответствуют ~519 млн лет (фенгит) и ~521 млн лет (биотит) и характеризуют начальные стадии эксгумации UHP пород. По морфологическим особенностям цирконы из эклогитов участка Кулет могут быть разделены на два типа. Цирконы первого типа имеют зональное строение, где центральные части характеризуются высоким Th/U отношением (1.0–1.5), а каймы – высоким содержанием U. Цирконы второго типа имеют относительно однородное строение и демонстрируют Th/U отношения в интервале 0.1–0.2. Для ядер цирконов первого типа была получена средняя ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb оценка возраста 1421 ± 13 млн лет, соответствующая времени формирования протолита пород. Средние ²⁰⁶Pb/²³⁸U оценки возраста для двух популяций цирконов второго типа отвечают 532 ± 58 и 497 ± 5 млн лет, которые отражают изменения пород на околопиковом и регрессивном этапах, связанные с выведением эклогитов на средне- и верхнекоровые уровни (Zhang et al., 2016). Для рутилов из тальк-гранат-кианит-фенгитовых сланцев получены две оценки возраста 526 ± 9 и 498 ± 11 млн лет, соответствующие двум этапам регрессивного метаморфизма при эксгумации пород (Zhang et al., 2016).

Участок Сулу-Тобе, расположенный к западу от участка Кулет (рис. 2), характеризуется близким составом метаморфических комплексов. Однако здесь эклогиты и цоизитовые амфиболиты, сформированные по эклогитам, преобладают над метапелитами и парагнейсами и слагают самое крупное тело (1 × 2 км²) в пределах Кокчетавского массива (Kaneko et al., 2000). Оцененные Р-Т параметры формирования эклогитов соответствуют 600–860°С при 14–16.5 кбар (Dobretsov et al., 1995; Шацкий и др., 1993; Добрецов и др., 2006). ⁴⁰Ar-³⁹Ar возраст плато, полученный для амфибола из цоизитового амфиболита, соответствует 512 ± 0.9 млн лет (Hacker, 2003). При этом модельные возрасты формирования протолитов для эклогитов участка Сулу-Тобе находятся в интервале 1.95–0.67 млрд лет (Шацкий и др., 2018). Эклогиты и образованные по ним гранатовые амфиболиты, сланцы и гнейсы участков Боровое и Чаглинка имеют характеристики, сходные с метаморфическими породами участков Сулу-Тобе, Кулет и Солдат-Коль (Kaneko et al., 2000) (рис. 2). Эклогиты участка Чаглинка были сформированы на пике метаморфизма в температурном интервале от 620 до 740°С (Шацкий и др., 1993), а участка Боровое – 750–800°С, 17–18 кбар (Жимулев и др., 2010, 2011). Эклогиты участка Чайкино были сформированы на пике метаморфизма при 800–850°С и 18–20 кбар (Жимулев и др., 2010, 2011). Регрессивные изменения пород при декомпрессии и выведении HP пород на средне-верхнекоровые уровни происходили в несколько этапов: при 760–790°С и 11–12 кбар; 700–730°С и 7–8 кбар и 570–600°С и 5–6 кбар. ⁴⁰Ar-³⁹Ar возраст мусковита из слюдяных сланцев, вмещающих эклогиты, на Боровском участке составляет 493 ± 5 млн лет и соответствует времени охлаждения метаморфических пород на регрессивных этапах (Жимулев и др., 2010). В различной степени милонитизированные гнейсы этих участков содержат по крайней мере две популяции цирконов, для одной из которых были получены мезопротерозойские ²⁰⁷Pb/²⁰⁶Pb оценки возраста, соответствующие 1113 ± 24 и 1130 ± 18 млн лет (Чайкино) и 1111 ± 42 и 1137 ± 36 млн лет (Боровое), в то время как средние ²⁰⁶Pb/²³⁸U значения возраста для второй популяции составляют 537 ± 7 и 484 ± 10 млн лет (Чайкино) и 524 ± 5 и 490 ± 9 млн лет (Боровое) (Glorie et al., 2015). Мезопротерозойские оценки возраста, вероятно, соответствуют времени формирования протолита для гнейсов участков Чаглинка и Боровое, а раннепалеозойские – свидетельствуют о времени проявления ультравысокобарического метаморфизма и последующих регрессивных изменений, связанных с эксгумацией высоко- и ультравысокобарических пород. Lu-Hf модельные возрасты для гнейсов участка Чаглинка составляют 2.65–2.48 млрд лет при значениях ε_Hf(Т) –11.5…–8.4, что предполагает формирование их протолитов за счет переработки комплексов неоархейской континентальной коры (Glorie et al., 2015). Участок Энбек-Берлык расположен между участками Кулет и Сулу-Тобе (рис. 2), в его строении участвуют в основном метаморфические образования умеренных ступеней, представленные высокоглиноземистыми тонкозернистыми гранат-кианит-силлиманит-биотитовыми сланцами, содержащими тела гранатовых амфиболитов и коpонитов (гранатовых амфиболитов c коронами граната вокруг плагиоклаза и на границе c пироксеном). Силлиманит формируется за счет кианита и, очевидно, является минералом регрессивной стадии метаморфизма. В северной части этого участка среди интенсивно милонитизированных пород умеренных давлений присутствуют и тела эклогитов (Dobretsov et al., 1995; Де Граве и др., 2006). Оцененные параметры формирования гранат-кианит-силлиманитовых сланцев участка Энбек-Берлык соответствуют 600–700°C и 4–7 кбаp (Добрецов и др., 2006; Де Граве и др., 2006). Полученные для слюд из сланцев ⁴⁰Ar-³⁹Ar возрасты плато находятся в интервале ~476–496 млн лет (Добрецов и др., 2006). Докембрийские оценки возраста могут отвечать раннему этапу cубдукции коровых комплексов Кокчетавского массива, либо отражать наличие избыточного аpгона в минералах (Добрецов и др., 2006). Интервал 476–496 млн лет интерпретируется как время проявления коллизионного тектонического события, связанного c переходом континентальной cубдукции в коллизию микроконтинент–островная дуга после ультравысокобарического метаморфизма (Де Граве и др., 2006). Кроме того, ряд ⁴⁰Ar-³⁹Ar оценок возраста биотита из милонитизированных сланцев или бластомилонитов участка Энбек-Берлык, составляющих ~447 млн лет, может соответствовать возрасту проявления поздних сдвиговых деформаций (Theunissen et al., 2000; Добрецов и др., 2006).

Кроме того, в южной части участка среди сланцев и кварцитов зерендинской серии выделяются “шпинелевые гарцбургиты” в ассоциации с ортопироксенитами и антофиллитовыми сланцами, которые на пике метаморфизма были сформированы при 14–15 кбар, 780–840°C (Ревердатто, Селятицкий, 2005).

Таким образом, метаморфические породы зерендинской серии, развитые в пределах западной области Кокчетавского массива, характеризуются значительно более высокими ступенями преобразований в ультравысокобарических условиях в поле стабильности алмаза при Р > 40 кбар, T = = 800–1000°C (участки Барчи-Коль, Кумды-Коль). Породы в восточной области, имеющие сходный состав, были сформированы на пике метаморфизма максимум в поле стабильности коэсита при 34–36 кбар, 720–760°C (участки Кулет и Солдат-Коль). Также среди пород восточной области отмечаются и метаморфические образования более низких, в том числе умеренных ступеней (участки Сулу-Тобе, Боровое, Чаглинка, Чайкино и Энбек-Берлык). Несмотря на различия условий формирования оценки возраста пика высоко- и ультравысокобарического метаморфизма в обеих областях близки и составляют около 530 млн лет.

Даулетская свита

Породы даулетской свиты приурочены к южной границе распространения высоко- и ультравысокобарических комплексов зерендинской серии, с которой имеют только тектонические взаимоотношения (рис. 2). В породах даулетской свиты выделяются андалузит-биотит-кордиерит-полевошпатовые и силлиманитовые (±гранат) метапелиты, Р-Т параметры формирования которых отвечают 500–680°С и 2–3 кбар (Kaneko et al., 2000; Terabayashi et al., 2002).

Цирконы из метапелитов даулетской свиты, отобранные в районах участка Сулу-Тобе (рис. 2), характеризуются зональным строением, выраженным в наличии магматических ядер с осцилляторной зональностью и кайм, сформированных, по-видимому, в результате наложенных метаморфических процессов (Katayama et al., 2001). Одна оценка возраста была получена для ядра циркона (1280 млн лет), две оценки – для промежуточной зоны с реликтами ростовой зональности (1138–1143 млн лет), для кайм характерны оценки возраста 461–516 млн лет. Возрасты, полученные для кайм цирконов из метапелитов даулетской свиты, сопоставимы с оценками возраста кайм цирконов из ультравысокобарических алмазсодержащих гранат-слюдяных гнейсов с реликтами кианита участка Кумды-Коль (507 и 456–461 млн лет) (Katayama et al., 2001). В работе (Буслов и др., 2010) получены ⁴⁰Ar-³⁹Ar оценки возраста по биотиту из сланцев даулетской свиты, находящихся на отдалении от позднеордовикских и раннедевонских гранитоидных массивов. Наиболее древняя оценка возраста 515 ± 5 млн лет соответствует более высокоградному этапу метаморфизма пород даулетской свиты, тогда как оценки около 480 млн лет отвечают более позднему этапу метаморфизма, связанному с формированием андалузита и кордиерита (Буслов и др., 2010).

Зерендинская серия Кокчетавского массива

Метаморфические комплексы зерендинской серии включают разнообразные сланцы, гнейсы и карбонатно-силикатные породы, в некоторых случаях мигматизированные, которые содержат тела эклогитов, гранатовых и эпидотовых амфиболитов, гранатовых пироксенитов, гранатовых и шпинелевых перидотитов. В пределах западной области преобладают алмаз- и коэситсодержащие метаосадочные комплексы с эклогитами и гранатовыми перидотитами. В восточной области наряду с метаосадочными породами, наиболее высокоградные из которых соответствуют коэситсодержащим разностям, широко распространены метамагматические образования более низких ступеней. Присутствие в метаморфических цирконах из алмазсодержащих гранат-биотитовых гнейсов участка Кумды-Коль ядер широкого возрастного диапазона позволяет предполагать, что протолитами этих пород являлись осадочные образования смешанного состава (Claoue-Long et al., 1991; Shatsky et al., 1995, 1999; Ragozin et al., 2009; Stepanov et al., 2016). При этом Sm-Nd изотопные характеристики гнейсов указывают на формирование их протолитов за счет переработки комплексов континентальной коры с возрастом 2.2–2.3 млрд лет (Shatsky et al., 1999). М.М. Буслов и Г.М. Вовна (2008) предполагают, что протолиты метаосадочных пород участка Кумды-Коль близки по составу к позднедокембрийским графитовым терригенно-карбонатным и песчано-сланцевым породам кокчетавской серии. Однако существенные различия изотопно-геохимических характеристик кварцитов и сланцев кокчетавской серии (ε_Nd(Т) от +3.4 до –3.3, Т_Nd(DM) 1.3–1.8 млрд лет) с одной стороны, гнейсов и сланцев участка Кумды-Коль (ε_Nd(Т) от –12.8 до –5.4, Т_Nd(DM) 2.2–2.3 млрд лет) с другой (Shatsky et al., 1999; Kovach et al., 2017), не позволяют принять такую точку зрения. Гранат-кианит-слюдяные сланцы участка Барчи-Коль, гранат-кианит-силлиманит-биотитовые сланцы участка Энбек-Берлык и биотитовые сланцы участка Сулу-Тобе имеют повышенные содержания глинозема и по составу соответствуют глинистым сланцам, в то время как высокие содержания K₂O и SiO₂ в слюдяных сланцах участка Кулет позволяют предполагать, что их протолитом могли являться аркозовые песчаники (Shatsky et al., 1995, 1999). Известковистые глинистые сланцы рассматриваются в качестве протолита для алмазсодержащих гнейсов участка Барчи-Коль (Korsakov et al., 2002). Алмазсодержащие карбонатно-силикатные породы зерендинской серии также являются метаосадочными образованиями (Sobolev et al., 2011), сформированными, по-видимому, за счет метаморфических преобразований глинистых сланцев и известняков (Shatsky et al., 1995, 1999).

В строении высокобарических комплексов восточной области, наряду с метаосадочными породами, большую роль играют различные ортогнейсы, содержащие тела эклогитов и гранатовых амфиболитов. Геохимические особенности ортогнейсов свидетельствуют, что их протолитами являлись магматические породы кислого состава. Более детальные исследования ортогнейсов проведены очень локально только на участке Чаглинка (Glorie et al., 2015). Здесь в ортогнейсах, вмещающих тела эклогитов, присутствуют акцессорные цирконы мезопротерозойского (~1100 млн лет) и раннепалеозойского (530–490 млн лет) возраста, характеризующие время формирования протолита и возраст метаморфизма соответственно. Изучение изотопного состава Hf (ε_Hf(Т) от –3.0 до –17.1, Т_Nd(DM) 1.7–2.6 млрд лет) в этих цирконах показало, что образование гранитного протолита ортогнейсов происходило за счет переработки палеопротерозойских коровых комплексов. Гранитоиды мезопротерозойского возраста, содержащие цирконы с такими изотопными характеристиками, широко распространены в составе зерендинской серии на участках, где метаморфизм пород этой серии не превышает амфиболитовой фации (Glorie et al., 2015, Туркина и др., 2011, Третьяков и др., 2011). Поэтому, несмотря на недостаток данных, можно предполагать, что протолитами ортогнейсов восточной области являются мезопротерозойские гранитоиды, источниками которых являлись комплексы раннедокембрийской коры.

Дискуссионными являются вопросы состава и обстановок формирования протолитов эклогитов зерендинской серии. По химическому составу большинство проанализированных эклогитов попадают в поле N-MORB, реже они близки к типу Е-MORB или соответствуют островодужным базальтам (Шацкий и др., 1993, 2018; Yamamoto et al., 2002; Yui et al., 2010). Неодимовые изотопные характеристики эклогитов (ε_Nd(Т) от +7.2 до –12.5, Т_Nd(DM) 0.67–1.93 млрд лет), наряду с обогащением многих образцов легкими редкоземельными элементами, свидетельствуют о контаминации протолитов эклогитов коровым материалом. Контаминация могла происходить либо при взаимодействии базитовой магмы с комплексами континентальной коры, либо при воздействии на эклогиты расплавов, отделившихся от метаосадочных пород при метаморфизме на околопиковой стадии (Шацкий и др., 2018). В работе (Yamamoto et al., 2002) контаминация эклогитов с характеристиками N‑MORB крупноионными литофильными элементами объясняется взаимодействием с расплавами в мантийном клине, отделившимися при субдукции слэба. Среди изученных образцов наименее контаминированным является эклогит участка Сулу-Тобе, имеющий распределение несовместимых элементов и изотопные отношения неодима и стронция, близкие к базальтам N-MORB. Этот эклогит имеет наименьший Nd-модельный возраст ~670 млн лет, который может рассматриваться как максимальный для кристаллизации протолита породы. Предполагается, что протолиты эклогитов представляли собой небольшие тела основного состава, внедрявшиеся в процессе растяжения на пассивной окраине континентального блока (Zhang et al., 2012). Полученные для эклогитов участков Кулет и Барчи-Коль крайне низкие значения σ¹⁸O (–3.9‰ для граната) могут свидетельствовать о взаимодействии протолитов пород с холодными метеорными водами в обстановке, переходной от континентального рифтинга к океаническому спредингу (Masago et al., 2003).

Считается, что формирование гранатовых перидотитов с Ti-клиногумитом участка Кумды-Коль и ортопироксеновых, антофиллитовых и оливин-шпинелевых перидотитов (“шпинелевых гарцбургитов”) участка Энбек-Берлык, вероятно, происходило в результате метаморфизма приповерхностных тел метасоматически измененных (в разной степени хлоритизированных) базальтов, которые до погружения на большие глубины залегали в верхних частях континентальной коры (Ревердатто, Селятицкий, 2005). В то же время существует мнение об образовании гранат-Ti-клиногумитовых перидотитов в процессе метасоматической переработки (Mg-метасоматоз) эклогитов или их протолитов базальтового состава (Yui et al., 2010). В качестве протолитов для коэсит-тальк-гранат-кианит-фенгитовых сланцев также предполагаются метасоматически измененные породы базальтового состава, возможно, при воздействии морской воды (Yui et al., 2010).

Таким образом, метаморфические породы зерендинской серии, вероятно, были образованы за счет мезо- и, возможно, ранненеопротерозойских осадочных и магматических пород различного состава. В раннем палеозое протолиты высоко- и ультравысокобарических пород были субдуцированы на различные глубины, где подверглись метаморфическим преобразованиям и частичному плавлению, а затем были тектонически совмещены на стадиях эксгумации (Stepanov et al., 2016; Шацкий и др., 2018).

Акджонская серия Иссыккульского массива

Высоко- и ультравысокобарические образования акджонской серии представлены коэситсодержащими гранат-хлоритоид-тальковыми сланцами, кварцито-сланцами и кварцитами с порфиробластами граната с реликтами коэсита, амфиболитизированными эклогитами и “глаукофанитами”, а также гранат-фенгит-биотитовыми сланцами, которые занимают наиболее низкое структурное положение в ядре Макбальской антиформы. Протолитами кварцитов, вероятно, являлись терригенные породы, накопление которых происходило в обстановках пассивной континентальной окраины (Бакиров, Максумова, 2001; Togonbaeva et al., 2009; Meyer et al., 2014; Konopelko et al., 2016). Источниками кластического материала для протолитов кварцитов являлись палеопротерозойские и неоархейские коровые комплексы (Degtyarev et al., 2013; Konopelko et al., 2016; Алексеев и др., 2020). Необходимо отметить, что ультравысокобарическому метаморфизму подверглась лишь часть пород акджонской серии, что привело к образованию ассоциации граната с включениями коэсита, в то время как бóльшая часть пород преобразована в условиях более низких ступеней. Информация о составах и обстановках формирования широко распространенных гранат-фенгит-биотитовых сланцев акджонской серии в настоящее время отсутствует, однако наличие в них детритовых цирконов указывает на осадочное происхождение их протолита (Degtyarev et al., 2013).

Наиболее дискуссионными являются вопросы состава и обстановок формирования протолитов эклогитов и образованных по ним “глаукофанитов” и гранатовых амфиболитов, а также гранат-хлоритоид-тальковых сланцев нельдинского и макбальского комплексов акджонской серии. Одна группа исследователей считает, что протолиты эклогитов являются фрагментами океанической коры, сформированной в обстановке спрединговых центров (Бакиров и др., 2003; Барулева и др., 2011; Meyer et al., 2013, 2014). При этом обогащенные геохимические характеристики пород обусловлены приуроченностью протолитов эклогитов к областям воздействия мантийного плюма или симаунтам (Meyer et al., 2013). Другие исследователи предполагают, что протолитами для эклогитов и гранатовых амфиболитов являлись дайки основного состава, внедренные в осадочные толщи континентальной окраины на финальных этапах распада суперконтинента Родиния (Konopelko et al., 2012, 2016; Rojas-Agramonte et al., 2013; Klemd et al., 2015). Природа протолита гранат-хлоритоид-тальковых сланцев также дискуссионна. С одной стороны, в качестве их протолита рассматриваются магматические породы основного состава, которые в океаническом бассейне подверглись гидротермальной переработке, а затем в процессе субдукции были преобразованы в гранат-хлоритоид-тальковые сланцы в условиях сверхвысоких давлений (Meyer et al., 2014). С другой стороны, протолитом для этих сланцев считаются осадочные породы, что подтверждается присутствием детритовых цирконов, а также данными по изотопному составу Nd (ε_Nd(Т) –11), которые свидетельствуют о формировании протолитов гранат-хлоритоид-тальковых сланцев за счет разрушения древних коровых комплексов (Meyer et al., 2014; Konopelko et al., 2012, 2016).

Таким образом, протолиты высоко- и ультравысокобарических пород акджонской серии были представлены палео- и мезопротерозойскими осадочными породами различного состава. В то же время эклогиты были сформированы за счет магматических пород основного состава. В раннем палеозое эти образования были вовлечены в субдукционные процессы, что привело к формированию коэситсодержащих сланцев и кварцитов, а также эклогитов.

Актюзский и кеминский комплексы Чуйско-Кендыктасского массива

Данные о составе и природе протолитов высокобарических пород Актюзского блока Чуйско-Кендыктасского массива фрагментарны. Принадлежность к высокобарическим образованиям наиболее распространенных кварц-полевошпатовых пород актюзского и кеминского комплексов, представленных гранатсодержащими гнейсами и сланцами, в настоящее время не подтверждена. Однако имеющиеся изотопно-геохронологические данные указывают на формирование протолитов этих пород в неопротерозое в результате переработки более древних коровых комплексов с возрастом ~1.5–2.1 млрд лет (Kröner et al., 2012). Особенности состава амфиболитизированных эклогитов и их соотношения с вмещающими гнейсами позволяют предполагать, что их протолиты, вероятно, были представлены дайками основного состава, внедренными в комплексы континентальной коры до начала субдукции (Kröner et al., 2012; Rojas-Agramonte et al., 2013; Klemd et al., 2014). Изотопно-геохимические особенности эклогитов (ε_Nd(Т) от +3.3 до +3.7) предполагают формирование их протолитов в результате плавления вещества субконтинентальной литосферной мантии и, вероятно, ассимиляцию корового вещества (Klemd et al., 2014).

Кояндинский комплекс Жельтавского массива

Высокобарические породы кояндинского комплекса имеют протолиты как магматического, так и осадочного происхождения. Протолитом кианит-гранатовых парагнейсов кояндинского комплекса являлись терригенные породы, накопление которых происходило в течение эдиакария–кембрия. При этом разрушению подвергались в основном магматические породы кислого состава с возрастом ~1 млрд лет, сформированные в результате плавления палеопротерозойского корового источника (Alexeiev et al., 2011; Pilitsyna (Skoblenko) et al., 2019а). Особенности химического состава эклогитов и гранатовых клинопироксенитов позволяют рассматривать в качестве их протолита внутриплитные базитовые комплексы, внедрение которых в толщи континентальной окраины породы произошло до начала субдукции (Pilitsyna (Skoblenko) et al., 2018a). Возраст протолита эклогитов и гранатовых клинопироксенитов и, соответственно, время проявления внутриплитного магматизма являются дискуссионными. Полученная ранее оценка возраста 489 ± 3 млн лет для гранатовых пироксенитов (Alexeiev et al., 2011) характеризует время проявления высокобарического метаморфизма, что предполагает доордовикский возраст протолита рассматриваемых пород. Протолиты шпинелевых перидотитов, по-видимому, представляли собой фрагменты полосчатого комплекса ультрамафит-мафитового состава, в который входили плагиоклазсодержащие перидотиты, троктолиты, оливиновые габбро и меланогаббро, сформированные в результате плавления деплетированного мантийного источника в надсубдукционной обстановке. В процессе закрытия океанического бассейна эти породы были погружены на значительные глубины в поле стабильности граната, а затем эксгумированы совместно с другими высокобарическими образованиями кояндинского комплекса (Pilitsyna (Skoblenko) et al., 2018b).

Кассанская серия Ишим-Нарынского массива

Высокобарические образования кассанской серии являются наименее изученными из всех рассмотренных выше комплексов. Дискуссионным является как возраст проявления высокобарического метаморфизма (Loury et al., 2016; Ale-xeiev et al., 2016), так и принадлежность основной части метаморфических образований (за исключением амфиболитизированных эклогитов) к породам высоких давлений. Данные о составах и обстановках формирования протолитов высокобарических пород крайне ограниченны. Гранат-биотитовые, двуслюдяные, хлорит-биотитовые и хлорит-альбитовые сланцы, вмещающие тела эклогитов, являются метаосадочными породами, накопление которых началось не древнее 510 млн лет, в основном за счет разрушения палео- и мезопротерозойских комплексов (Бакиров и др., 1996; Rojas-Agramonte et al., 2014; Mühlberg et al., 2016). Эклогиты, в большинстве случаев превращенные в гранатовые амфиболиты, по своему структурному положению подразделяются А.Б. Бакировым и др. (2003) на будинированные тела в сланцах и гнейсах шалдырского комплекса и силлоподобные тела метадолеритов, развитые среди пород шалдырского и терексайского комплексов. Химические составы эклогитов шалдырского комплекса указывают на обогащенную геохимическую специфику их протолитов, представленных основными породами, сопоставимыми с внутриплитными базальтами (Loury et al., 2016). Представляется наиболее вероятным формирование протолитов эклогитов кассанской серии в обстановке континентального рифтогенеза (Mühlberg et al., 2016). Значения ε_Nd для эклогитов, рассчитанных на возраст ~316 млн лет, соответствуют интервалу +2.4…+4 и интерпретируются как свидетельствующие об умеренной степени деплетированности мантийного источника протолитов пород (Mühlberg et al., 2016). Для оценки возраста ~460 млн лет, полученной в (Alexeiev et al., 2016), эти значения составляют +3.6…+5.8.

Таким образом, протолиты раннепалеозойских высоко- и ультравысокобарических пород западной части Центрально-Азиатского орогенного пояса представлены в основном позднедокембрийскими кварц-полевошпатовыми гнейсами, сланцами и кварцитами, которые формировались при переработке более древних коровых источников. Мафические образования, превращенные в результате метаморфизма в эклогиты и гранатовые амфиболиты, как правило, слагали небольшие тела в разрезе континентальной коры, формирование которых связано с рифтогенными процессами. Крайне ограниченно среди высокобарических комплексов представлены фрагменты метаморфизованной океанической литосферы, присутствие которых наиболее надежно доказано в пределах Жельтавского массива.

Кокчетавский массив

Отечественными и зарубежными исследователями предложены различные модели как формирования высоко- и ультравысокобарических комплексов, так и раннепалеозойской эволюции всего Северного Казахстана. В представленных моделях реконструкция тектонической эволюции этого региона обычно начинается с событий конца неопротерозоя, когда происходит раскол крупного континентального блока с возникновением серии микроконтинентов, одним из которых являлся Кокчетавский, и бассейнов с океанической корой, а также энсиматической (?) островной дуги. Наиболее важными событиями самого начала кембрия (около 530 млн лет) являются субдукция утоненной континентальной коры края Кокчетавского массива под островную дугу до глубин 35–140 км с образованием высокобарических метаморфических комплексов и последующая коллизия массива с островной дугой (Добрецов и др., 1998, 2006; Maruyama et al., 2000; Glorie et., 2015; Degtyarev et al., 2016).

Главными проблемами этих моделей является отсутствие достоверных данных о комплексах океанических бассейнов и островных дуг, развитых в западной части Центрально-Азиатского пояса и формировавшихся в конце неопротерозоя (~570–540 млн лет). Кроме того, неясна полярность палеосубдукционной зоны, с которой связано формирование высокобарических комплексов. Поэтому в моделях выдвигаются разнообразные, в той или иной степени обоснованные, предположения о выделении таких комплексов в разных структурно-формационных зонах Северного Казахстана.

Н.Л. Добрецов выделяет Ишимскую дугу, развивавшуюся в эдиакарии–начале кембрия, к комплексам которой относятся докембрийские образования на крайнем западе и северо-западе Кокчетавского массива, а также на юго-западе Улутауского и Чуйско-Кендыктасского массивов (Добрецов и др., 1998, 2006). Однако в пределах как Улутауского, так и Чуйско-Кендыктасского массивов неизвестны островодужные комплексы этого возраста. Образования конца докембрия–самых низов кембрия здесь представлены терригенно-карбонатными и черносланцевыми толщами, тиллоидами, которые на отдельных уровнях содержат мощные потоки высокотитанистых базальтов и сопоставляются с рифтогенными комплексами (Зайцев, Хераскова, 1979; Абдулин и др., 1980). На западе и северо-западе Кокчетавского массива среди докембрийских комплексов, кроме широко распространенных кварцитов и сланцев кокчетавской серии, выделяется ефимовская свита, сложенная многократно чередующимися серицит-хлоритовыми, углеродистыми и слюдяно-кварцевыми сланцами с пачками бластопсаммитовых кварцито-песчаников и прослоями мраморизованных известняков, и внутриплитная базальт-риолитовая иманбурлукская свита (Degtyarev et al., 2016). Островодужных образований неопротерозоя–начала кембрия, которые могли бы участвовать в строении Ишимской островной дуги, в западном обрамлении Кокчетавского, Улутауском и Чуйско-Кендыктасском массивах не обнаружено.

Селетинская или Степнякская дуги также рассматриваются в качестве возможных структур, с субдукцией континентальной коры под которые может быть связан высокобарический метаморфизм (Добрецов и др., 2006; Glorie et al., 2015). (Добрецов и др., 2006; Glorie et al., 2015). Их комплексы слагают одноименные структурно-формационные зоны к востоку от Кокчетавского массива, где, как показали исследования последних лет, отсутствуют островодужные образования, имеющие возраст древнее возраста формирования высокобарических пород Кокчетавского массива (~530 млн лет) (Дегтярев, 2012). Следовательно, пик высокобарического метаморфизма имел место до заложения Селетинской и Степнякской островных дуг и никак не связан с их эволюцией.

Одним из авторов настоящей статьи было предложено рассматривать в качестве комплексов позднедокембрийской островной дуги породы даутской свиты, которая развита на севере Кокчетавского массива – в северной части Шатского массива. Нижняя часть даутской свиты сложена рассланцованными базальтами и туфами основного состава, среди которых встречаются редкие потоки риолитов и прослои туфов кислого состава. В строении верхней части свиты принимают участие чередующиеся рассланцованные риолиты, кристалло- и литокластические туфы кислого состава и туфопесчаники. Общая мощность свиты, вероятно, достигает 1500 м, а особенности состава ее пород свидетельствуют об их формировании в надсубдукционной обстановке. С учетом метаморфических преобразований даутская свита была условно отнесена к неопротерозою (Degtyarev et al., 2016). Однако последующие геохронологические исследования авторов показали, что кислые вулканиты даутской свиты имеют раннеордовикский (480–485 млн лет) возраст. Поэтому высокобарический метаморфизм пород Кокчетавского массива не связан с эволюцией этой дуги.

Выделение комплексов океанической литосферы бассейна, разделявшего в позднем неопротерозое–начале кембрия островную дугу и Кокчетавский микроконтинент, также проблематично.

В работах Н.Л. Добрецова с соавторами к югу от полосы распространения высокобарических образований выделяется домен оз. Белоe (рис. 2), в строении которого участвуют амфиболиты, амфиболовые сланцы и метаморфизованные кремни. Предполагается, что они являются фрагментами коры палеоокеанического бассейна. Однако какие-либо данные о составе и возрасте этих пород отсутствуют, известно только, что они тектонически перекрыты кварцитами и сланцами кокчетавской серии неопротерозоя (Добрецов и др., 1998).

В более поздних работах к образованиям океанической литосферы были отнесены породы щучинского ультрамафит-габбрового комплекса, которые слагают небольшие тела на востоке Кокчетавского массива (Добрецов и др., 2006; Жимулев и др., 2011). В строении комплекса преобладают серпентинизированные ультрамафиты, гораздо реже встречаются габбро (Михаилов, 1971). Проведенные исследования наиболее крупного ультрамафит-габбрового тела, расположенного на востоке Кокчетавского массива, позволили установить позднекембрийский (~490 млн лет) возраст габбро и их интрузивные соотношения с метаморфическими породами (Degtyarev et al., 2016).

Таким образом, к настоящему времени в пределах Кокчетавского массива и его обрамления не получено достоверных доказательств существования комплексов большинства палеоструктур, существовавших при формировании высоко- и ультравысокобарических образований на этапах субдукции и коллизии.

Иссыккульский массив

Формирование высокобарических пород акджонской серии западной части Иссыккульского массива почти всеми исследователями связывается с процессами закрытия Терскейского (Сакского) океанического бассейна (Degtyarev et al., 2013; Klemd et al., 2015; Бакиров, 2017; Alexeiev et al., 2019). Комплексы этого бассейна участвуют в строении Киргиз-Терскейской зоны Северного Тянь-Шаня, которая в современной структуре разделяет Иссыккульский и Ишим-Нарынский массивы с докембрийской континентальной корой.

В Киргиз-Терскейской зоне и Иссыккульском массиве выявлены комплексы, становление которых происходило в пределах латерального ряда структур, возникших на этапах субдукции и коллизии при образовании высокобарических комплексов. В то же время существуют некоторые проблемы в построении обоснованной геодинамической модели их формирования.

Предполагается, что в течение неопротерозоя–кембрия Иссыккульский микроконтинент имел пассивную окраину, где происходило накопление терригенно-карбонатных пород (Миколайчук и др., 1997; Degtyarev et al., 2013). Однако достоверных данных о возрасте кварцито-сланцевых толщ западной части Иссыккульского массива не имеется. В некоторых сланцево-карбонатных и кварцитовых разрезах, относимых ранее к концу неопротерозоя–кембрию (Degtyarev et al., 2013), выявлены обломочные цирконы с возрастами древнее 1 млрд лет (Alexeiev et al., 2020). Поэтому в настоящее время эти комплексы относятся к концу мезопротерозоя–началу неопротерозоя и сопоставляются с одновозрастными кварцито-сланцевыми толщами Северного Казахстана (Alexeiev et al., 2020). Также неизвестен возраст внедрения базитов, которые в дальнейшем были превращены в эклогиты и гранатовые амфиболиты, слагавшие дайки и силлы в терригенно-карбонатных толщах пассивной окраины, хотя предполагается их неоднократное внедрение (Degtyarev et al., 2013).

Высокобарический метаморфизм пород акджонской серии (~510–500 млн лет) в известных моделях связывается с коллизией Иссыккульского микроконтинента с раннекембрийской Султансаринской энсиматической дугой и закрытием разделявшего их бассейна с океанической корой, которому предшествовала субдукция под островную дугу (Degtyarev et al., 2013; Alexeiev et al., 2019). Комплексы Султансаринской островной дуги присутствуют в центральной части Киргиз-Терскейской зоны, где к ним относится капкаташская серия дифференцированных вулканитов. Активное развитие этой дуги прекратилось в самом конце раннего кембрия, когда она была перекрыта карбонатным чехлом (Миколайчук и др., 1997). Реликты комплексов бассейна с океанической корой, разделявшего островную дугу и Иссыккульский микроконтинент, выявлены на западе Киргиз-Терскейской зоны и представлены раннекембрийскими (~520 млн лет) офиолитами с надсубдукционными характеристиками (Degtyarev et al., 2013).

Однако в рассмотренных моделях не находится места внедрению в конце раннего–начале среднего кембрия (~515 млн лет) Канджайляуского гранитоидного плутона, прорывающего породы акджонской серии (Konopelko et al., 2012). Вещественный состав этого плутона изучен недостаточно и обстановки его формирования неизвестны. Также не рассматриваются раннеордовикские (~470 млн лет) оценки околопикового возраста высокобарического метаморфизма, которые получены для гранатовых амфиболитов по эклогитам в макбальском комплексе (Rojas-Agramonte et al., 2013). Этот метаморфизм может быть связан с эволюцией позднекембрийско-раннеордовикского латерального ряда структур, включающих окраину Иссыккульского микроконтинента, бассейн с океанической корой (базальты терекской свиты верхнего кембрия) и Караарчинскую энсиматическую островную дугу (базальты, андезибазальты, андезиты караарчинской свиты верхнего кембрия) (Degtyarev et al., 2013).

Чуйско-Кендыктасский и Жельтавский массивы

Геодинамические модели формирования высокобарических комплексов Чуйско-Кендыктасского и Жельтавского массивов целесообразно рассматривать совместно, так как в обоих случаях метаморфизм высоких давлений связывается с эволюцией Джалаир-Найманской офиолитовой зоны (Alexeiev et al., 2011; Kröner et al., 2012; Klemd et al., 2015; Pilitsyna (Skoblenko) et al., 2019b). В ее строении участвуют раннекембрийские (520–525 млн лет) надсубдукционные офиолиты и контрастная серия, верхнекембрийские островодужные комплексы (сулусайская свита) и офиолиты с характеристиками N-MORB и E-MORB (ащисуйская свита) (Рязанцев и др., 2009; Дегтярев, 2012). Эти образования тектонически сближены и перекрыты нижнеордовикской флишевой толщей (Дегтярев, 2012).

Высокобарический метаморфизм комплексов окраины Чуйско-Кендыктасского микроконтинента в раннем ордовике (~475 млн лет) в известных моделях связывается с закрытием Джалаир-Найманского бассейна с океанической корой и последующей коллизией с Жельтавским микроконтинентом. При этом предполагается, что в течение кембрия окраина Жельтавского микроконтинента была активной (Kröner et al., 2012; Klemd et al., 2015). Однако в пределах Жельтавского массива отсутствуют надсубдукционные комплексы кембрийского возраста. Кембрийские (~510 млн лет) гранодиориты и граниты с надсубдукционными характеристиками, развитые в северо-восточной части Анрахайского блока (рис. 4), отделены от комплексов Жельтавского массива выходами офиолитов (Pilitsyna (Skoblenko) et al., 2018b). Поэтому более вероятна связь высокобарического метаморфизма актюзского и кеминского комплексов с коллизией Чуйско-Кендыктасского микроконтинента с Сулусайской островной дугой, комплексы которой распространены на юго-востоке Джалаир-Найманской зоны. Последующая коллизия Чуйско-Кендыктасского и Жельтавского микроконтинентов привели к обдукции офиолитов в юго-западном направлении (Pilitsyna (Skoblenko) et al., 2018b).

В модели, предложенной Д.В. Алексеевым (Alexeiev et al., 2011), высокобарический метаморфизм комплексов Жельтавского микроконтинента (~490 млн лет) связывается с субдукцией океанической коры Джалаир-Найманского бассейна под активную окраину Жельтавского (Анрахайского) микроконтинента. Согласно этой модели, в процессе субдукции произошло тектоническое отчленение фрагмента континентальной коры Жельтавского микроконтинента, который вместе с океанической плитой был погружен на мантийные глубины, а затем, при продолжающейся субдукции, по тому же каналу произошла эксгумация метаморфических комплексов на верхнекоровые уровни.

Согласно модели авторов настоящей статьи (Pilitsyna (Skoblenko) et al., 2018b, 2019a), высокобарический метаморфизм комплексов пассивной окраины Жельтавского микроконтинента связан с закрытием океанического бассейна, разделявшего Жельтавский и Актау-Илийский микроконтиненты, и субдукцией океанической коры и пассивной окраины Жельтавского микроконтинента под активную окраину Актау-Илийского микроконтинента. Образования пассивной окраины Жельтавского микроконтинента представлены метатерригенными породами кояндинского комплекса, среди которых присутствовали тела мафического состава. К комплексам океанического бассейна были отнесены в различной степени метаморфизованные фрагменты океанической литосферы (амфиболитизированные габбро, серпентинизированные шпинелевые перидотиты), развитые в северо-восточной части Анрахайского блока (рис. 4). Образованиями активной окраины Актау-Илийского микроконтинента считаются кембрийские (~510 млн лет) гранодиориты и граниты с надсубдукционными характеристиками на северо-востоке Анрахайского блока (рис. 4).

Таким образом, для построения геодинамических моделей формирования высокобарических комплексов Иссыккульского, Чуйско-Кендыктасского и Жельтавского массивов имеется гораздо больше данных, позволяющих с разной степенью детальности восстановить латеральные ряды структур на этапах субдукции и коллизии. В то же время в связи с интенсивными аккреционно-коллизионными процессами комплексы многих структур этого ряда отсутствуют или представлены в сильно редуцированном виде. Вследствие крайней фрагментарности данных для высокобарических комплексов Ишим-Нарынского массива, на данный момент не может быть предложена какая-либо удовлетворительная геодинамическая модель их формирования. Тем не менее близость составов и структурного положения ключевых разностей метаморфических пород Ишим-Нарынского массива со сходными комплексами Казахстана и Северного Тянь-Шаня позволяют предполагать сходную идеализированную геодинамическую модель.